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La región de estudio se localiza entre los 22° y 25° S y los 62° y 66° O, abarcando parte de las provincias geológicas de llanura Chaco-Pampeana, Cordillera Oriental, Sierras Subandinas y Sistema Santa Bárbara (Figura 1a), en la cuenca cretácica del Noroeste de Argentina. Los distintos depocentros que la componen constituyen una típica cuenca de ?rift? continental en el sentido de ?punto de unión triple? (Bianucci y Homovc, 1982). Su origen está asociado a un periodo extensional controlado por antiguas zonas de debilidad cortical (Ramos, 1999). Este periodo está relacionado a la apertura de océano Atlántico Sur, creando esfuerzos distensivos en la placa Sudamericana, provocando fallamiento normal y la generación de rifts paralelos al borde Pacífico, en el que la Subcuenca Lomas de Olmedo (SLdO) interrumpe este lineamiento regional con una orientación dominante NE (Starck, 2011). El depocentro en estudio (SLdO) se encuentra principalmente inmerso en llanura Chaco-Pampeana, limitado al Norte por el Arco de Michicola y al Sur por el Arco del Quirquincho (Figura 1a). El mismo presenta un potente registro sedimentario del Grupo Salta (Bianucci, 1999). Conformando este Grupo, se encuentra el Subgrupo Pirgua depositado durante un sin-rift y los Subgrupos Balbuena y Santa Bárbara depositados durante un post-rift (Starck, 2011). El mismo se desarrolló sobre un basamento heterogéneo (secuencias pre-rift) formado entre el Proterozoico hasta el Paleozoico tardío (Salfity y Marquillas, 1989), sin conocerse con exactitud el sustrato sobre el que apoya el Grupo Salta en la subcuenca Lomas de Olmedo, debido a la gran subsidencia que presentó la misma (Starck, 2011). Con el objetivo de evaluar el comportamiento isostático en que se encuentra la SLdO, se obtuvo, a base del modelo de compensación de Airy-Heiskanen, el moho hidrostático 3D para la región de estudio, considerando un espesor normal de corteza de 35 km (Assumpção et al., 2013) y densidades de corteza que se obtuvieron a partir de transformar velocidades sísmicas reportadas por Chulick et al. (2013) mediante ecuaciones de Brocher (2005). Se contó con la extensa base de datos de gravedad del Instituto Geofísico Sismológico Volponi (IGSV), datos del Instituto Geográfico Nacional (IGN) y datos publicados por Schmidt y Götze (2006). A partir del procesamiento de los mismos se construyó el mapa de Anomalías de Bouguer (AB), al que posteriormente se le descontó el efecto gravimétrico directo del moho hidrostático, obteniendo así una Anomalía Isostática (AI). Introcaso (1993) y Giménez et al (2000) señalaron el camino a seguir cuando se trata de compensación hidrostática de cuencas sedimentarias (bajo un mecanismo de Airy-Heiskanen). Siguiendo estas ideas, las anomalías de Bouguer fueron afectadas por una corrección geológica o corrección por sedimentos. Esta corrección implicó el cálculo del efecto gravimétrico que producen los sedimentos que colmatan la SLdO. Para lograr esto se utilizaron: profundidades de sedimentos reportadas por Fraga e Introcaso (1990), densidades, de sedimentos y del sustrato paleozoico (pre-rift), obtenidas a partir de transformar velocidades sísmicas aportadas por el mismo autor mediante las ecuaciones de Brocher (2005). Por otra parte se calculó la anti-raíz que generaría la SLdO según el mecanismo de compensación Airy-Heiskanen, utilizando los espesores y densidades de corteza mencionados. Esta anti-raíz, fue descontada del mapa de moho hidrostático generado por la compensación topográfica, con el fin de obtener un moho hidrostático que vincule raíz y anti-raíz. El efecto gravimétrico de este último descontado de las anomalías de Bouguer con corrección geológica (AB CS) dio como resultado una nueva Anomalía Isostática (Figura 1b), la que representaría mejor el comportamiento isostático de la región, ya que la corrección por sedimentos elimina la contaminación de bajas densidades existentes en las AB y el Moho Hidrostático considerado para su cálculo involucra raíces y anti-raíces (Introcaso, 1993). Se pudo observar en las AI (Figura 1b), un anomalía negativa que contempla prácticamente toda la extensión de la subcuenca Lomas de Olmedo, siendo máxima en la región más occidental de la misma, implicando una subcompensación (véase Figura 1b). La carta de AI muestra, una anomalía positiva de baja amplitud en la región oriental de la SLdO. Es sabido que la relación existentes entre las AB y las alturas topográficas, permiten realizar predicciones. De esta forma Woollard (1969) realizó un análisis estadístico, derivando una regresión lineal (línea azul, Figura 1c) para los Estados Unidos, considerados en equilibrio isostático. Introcaso et al. (2000) mediante este tipo de análisis, reportaron regresiones para Sudamérica, y para tres regiones de la misma. Con el objeto de evaluar el comportamiento isostático de la SLdO mediante esta metodología, se calcularon regresiones estadísticas lineales de las AB y las AB CS vs alturas topográficas (líneas roja y celeste respectivamente, Figura 1c), observándose dos tendencia marcadas, una para las zonas topográficamente más elevadas (línea negra a trazos, Figura 1c) y otra para la región con menores elevaciones topográficas (línea negra, Figura 1c). Por este motivo, se estimaron dos regresiones lineales, separando los datos donde se observó el cambio de pendiente (~1 km). El ajuste obtenido para SLdO (línea negra a trazos, Figura 1c) comparado con la regresión de Woollard (1969), permitió observar que la SLdO se encuentra parcialmente descompensada, exhibiéndose una subcompensación para las alturas comprendidas entre 0,5 km - 1 km (esta región comprende prácticamente toda la extensión de SLdO) y una sobrecompensación, de menor amplitud entre 0,2 km - 0,4 km, región más oriental de SLdO (véase línea a trazos negra, Figura 1c). Ambos resultados obtenidos, muestran que prácticamente toda la SLdO se encuentra en un estado de subcompensación, por lo que en el futuro experimentará alzamiento, es decir, su anti-raíz aumentara hasta alcanzar el equilibrio isostático.

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